اختصاصی از
فی گوو دانلود مقاله بررسی کانیهای در بردارندة عناصر نادر خاکی شامل مونازیت دانلود با لینک مستقیم و پر سرعت .
بررسی کانیهای در بردارندة عناصر نادر خاکی شامل مونازیت ، باستنازیت و زینوتایم و کاربرد آن در ایران
مقدمه
عناصر گروه خاک های نادر (Rear Earth) که لاتین آن (Terra Rarae) است و به طور اختصاری R.E یا Tr نامیده می شوند، به دلیل عنصر لانتانتیم
(La ) به عنوان سر گروه به لانتانیدها ( Lanthanides) نیز معروفند و در ردیف ششم جدول تناوبی عناصر واقع شده اند . اعداد اتمی 57 تا 71 دارند و عبارتند از:
که در آرایش الکترونی آن ها یک الکترون در اوربیتال 5d موجود است و اوربیتال 4f از عنصر سریم (Ce) به بعد به ترتیب کامل و اشغال می شود.
عناصر این گروه ، با وجود اهمیت فراوان و استفاده بی شمار صنعتی ، به دلیل گرانی در بازار و فراوانی ناچیز، کم تر مورد توجه قرار گرفته اند. از بین این عناصر، تنها عناصر پرومیتم (Prometium pm) به صورت مصنوعی ساخته شده است . عنصر ایتریوم Y ( Yttrium) با عدد اتمی 39 عنصر دیگری است که معمولا با عناصر خاک های نادر ذکر می شود ، هر چند که در جدول تناوبی عناصر جای مشخصی در بین این سری از عناصر ندارد، ولی به دلیل شباهت های زیادی در خواص شیمیایی و ژنو شیمیایی، همواره همراه با این گروه نامبرده می شود.
گروه خاک های نادر به دو گروه تقسیم می شوند: زیر گروه سریم ، شامل عناصر(sm،Eu ،Gd، La، Ce، Pr، Nd،) که به صورت Trce نشان داده می شوند:و زیر گروه ایتریوم ، که شامل عناصر (Tu، Er، Ho، Dy، Tb، Lu، Yb و به TRy مشخص می گردند ، با اینکه معمولا خود عنصر ایترتیوم Y شامل این زیر گروه نمی شود. در تقسیمات ژئو شیمیایی این گروه را به سه زیر گروه تقسیم کرده اند( 1974،1969،D.Mineyer)
-زیر گروه لانتانیوم ، شامل عناصر La، Ce، Nd که اختصار آن ( La، Nd) 4 است.
- زیر گروه ایتریوم شامل عناصر Ho، Dy، Tb، Gd، Eu، Sm که اختصاری آن ( sm- Ho) 4 است.
- زیر گروه اسکاندیوم شامل عناصر Er، Tm، Yb، La که اختصاری آن ( Er-Lu) 4 است.
یکی دیگر از عناصری که به عنوان کانی همراه در اکثر کانی های این گروه موجود است و به عنوان محصول فرعی از تصفیه سنگ معدن کمپلکس خاک های نادر به دست می آید، عنصر توریم Th( Thorium) با عدد اتمی 90 است. این عنصر جزو عناصر آکتنید است ، و از این نظر اهمیت دارد. همراهیش با این گروه از عناصر درانی های مختلف از جمله مونازیت بفرمول کلی 4o( p، Si) (ce، La، Th) که در صورت همراه داشتن اورانیوم
(u) برای تعیین سن مطلق سنگ ها از طریق تجزیه ایزوتوپی نیز به کار می رود موجب شده که همراه با این گروه از عناصر و با یک متد آنالیزه اندازه گیری شود. به طور کلی ، معروف ترین نهشته های این گروه از عناصر تا کنون بدین صورت بدست آمده اند:
1- magmatic
2- Feldspathic Metasomatites
3- Skarn
4- Carbonatites
5- Hydrothermal Plutonogenic
6- Placers
7- Sedimentary deposits
در ایران گروه ، عناصر خاکی نادر برای نخستین بار با روش ( سپکتروگرافی مورد بررسی قرار گرفت و اکثر عناصر گروه نیز در این بررسی اندازه گیری گزارش آن نیز تهیه شد( صالح آبادی – آذریان ، 1361) ولی به دلیل فراوانی بسیار کم این سه عنصر اخیر، خطوط طیفی آن ها غیر قابل بررسی و بود. البته تداخل و مزاحمت های خطوط منتشره از دیگر عناصر این گروه نیز مانع از مطالعه بررسی خطوط طیفی عناصر مورد بحث کنونی ما می شد. از طرف دیگر ترکیب اصلی ( Matrix یا Base) قبلی نیز، که سیلیکات بود، زمینه خوبی در مرحله تحریک در منبع اصلی انرژی جهت دست یابی به خطوط این عناصر نداشت، و این مسئله اخیر باعث شد تا برسی و مطالعه کنونی با تغییر ترکیب اصلی از سیلیکات به فسفات و کربنات ، و تغییرات کلی دیگری در شرایط کار در مراحل مختلف انجام گیرد و با مطالعات زیاد و مقایسه حالات و خطوط مختلف طبیعی به نتایج خوبی برسیم و سرانجام منحنی استاندارد این عناصر بسیار خوب و قابل قبولی رسم شود و مورد استفاده قرار گیرد. در ضمن عناصر نادر خاکی را با علامت اختصاری ( REE) نشان می دهند .
تاثیر عناصر کمیاب خاکی
تاثیر بر بدن انسان:
عناصر کمیاب خاکی در وسایل خانه مانند تلویزیون رنگی ، لامپهای رنگی ، لامپهای فلورسنت ، لامپهای ذخیره انرژی و شیشه به کار می رود و کاربرد این عناصر در حال افزایش است.
وجود این عناصر در محیط کار خطرناک است زیرا گاز آن با مواد استنشاق می شود و باعث انسداد ریه می شود به ویژه اگر برای مدت طولانی مورد استنشاق قرار گیرد و همچنین اکثر آن ها باعث ایجاد سرطان در انسان میشود و استنشاق آن احتمال بروز سرطان را افزایش می دهد در نهایت وقتی در بدن انسان تجمع یابد برای کبد خطرناک است از طرفی اکثر این فلزات سمی می باشند که از طریق پوست بدن جذب می گردد که باعث مسمویت و در نتیجه باعث مرگ می شود.
تاثیر در محیط زیست:
فلزات کمیاب خاکی به طریق مختلف و عمدتا در اثر صنایع تولید کننده نفت در محیط پراکنده می شوند به علاوه وقتی لوازم منزل دور ریخته می شوند این عناصر وارد محیط زیست می شوند به تدریج در خاک تجمع می یابند و در نهایت غلظت آن دربدن انسان و جانوران و ذرات خاک افزایش می یابد.
در جانوران آبزی عناصر نادر خاکی باعث آسیب غشای سلولی می شود که روی تولید مثل و عملکرد سیستم عصبی اثر منفی دارد.
رفتار زمین شیمیایی عناصر خاکی کمیاب موضوع مطالعات وسیعی در دهه های گذشته بوده است . علت این امر بر جالب بودن این عناصر سودمندی آن ها در پاسخگویی به مسایل گوناگون سنگ شناختی و کانی شناختی است . توزیع این عنصرها در سیستمهای آذرین ، به ویژه در مطالعات سنگ زادی مناسب است .
کمپلکس سازی این عنصرها در محیطهای مایع می تواند برای درک بهتر نسبت اجزای آنیونی سازنده به کار رفته رفتار اکسایش – کاهش آنها می تواند در تشخیص حدود فعالیت اکسیژن در یک سیستم کمک کند. نا متحرک بودن نسبی این عنصرها در طول انواع خاصی از دگرگونیهای سنگ ها ، وسیله مناسبی برای تعیین طبیعت یا ماهیت سنگ اولیه است . افزون بر این به دلیل خصوصیات فیزیکی و شیمیایی ویژه برخی از ترکیبهای عناصر خاکی کمیاب ، بسیاری از آنها از اهمیت اقتصادی قابل توجهی برخوردارند.
1-2 رفتار زمین شناسی عناصر خاکی کمیاب
عناصر خاکی کمیاب(REE) ، گروه پیوسته ای از عناصر مختلف ، با رفتارهای شیمیایی بسیار مشابه است. تفاوت این عنصرها در بسیاری موارد، برای ایجاد علاقه کافی بوده و به ویژه به صورتی یکنواخت و سیستماتیک تابعی از عدد اتمی آنهاست.
عناصر خاکی کمیاب بسیار الکتروپوزیتیو بوده و ترکیبهای ؟آنها، معمولا به صورت یونی است. این ترکیبها از نظر کانی شناسی شامل اکسیدها، هالیدها، کربنات ها ، فسفات ها و سیلیکاتها همراه با شماری از ترکیبها مانند بوراتها ،آرسناتهاو غیره بوده اما به صورت سولفید وجود ندارند. شعاع یونی این عناصر نسبتا بزرگ است لذا واکنشهای جانشینی این عناصر با کاتیونهای بزرگی مانند کلسیم و استرونسیم ، حتی اگر موازنه بار الکتریکی اضافی مورد لزوم باشد انجام می گیرد . رایجترین حالت اکسایش این عنصرها حالت سه ظرفیتی است اما عنصر اروپیم با ظرفیت +2 و سریم با ظرفیت +4 نیز در این گروه قرار دارند. نسبت حالتهای مختلف اکسایشی اروپیم و سریم در هر سیستم تابع دما، فشار ، ترکیب و شرایط اکسایش – کاهش است . اثر این عوامل هنوز به خوبی شناخته نشده و از این نظر با توجه به کاربرد بالقوه آن در مطالعات مربوط به زایش کانی و سنگ ، برای کانی شناسان متاثر کننده است .
آرایش الکترونی اطراف هسته REE مختلف، عامل تعیین کننده خواص این عنصرهاست . پیکربندی الکترونی ( جدول صفحة بعد ) عنصرهای خاکی کمیاب La تا Lu ، شامل پر شدن منظم لایه الکترونی 4f ( در حالی که لایه خارجی 5d خالی می ماند)
پیکربندی الکترونی عناصر خاکی کمیاب
نام پیکربندی
Y {kr} 4d15s2
La Xe} 5d 16s2}
Ce Xe}4f 6s2}
Pr Xe}4f 6s
Nd Xe}4f 6s
Pm)) Xe}4f 6s
Sm Xe}4f 6s
Eu Xe}4f 6s
Gd Xe}
Tb Xe}4f 6s
Dy Xe}4f 6s
Ho Xe}4f 6s
Er Xe}4f6s
Tm Xe}4f 6s
Yb Xe}4f6s
Lu Xe}4f 6s
پیکر بندی کریپتون {Kr} و زنون {Xe} :
Kr 1s2 2s 2p 3s 3p 3d 4s 4p
Xe 1s 2s 2p 3s 3p 3d 4s 4p 4 d 5s 5p
شعاع یونهای سه ظرفیتی عناصر خاکی کمیاب (نشانه ) و در مقابل عدد اتمی
از سریم تا ایتریوم است ، به استثنای گادولینیم که یک الکترون در لایه 5d دارد. لانتانیم و لوتسیم نیز یک الکترون در لایه 5d دارند. این عنصرها در حالت اکسیدی ، هیچ الکترونی در لایه 5d ندارند و هر گونه تغییری در تعداد الکترونها ، در تراز 4f آنها منعکس می شود. این واقعیت در مورد عنصرهای خاکی کمیاب مختلف صادق است که هر گونه تغییری در پیکر بندی الکترونی خاکهای کمیاب غالبا به لایه های درونی محدود می شود تا به لایه های بیرونی و همین امر، رفتار زمین شناسی منسجمی را برای این عناصر بوجود آورده است . به همین سبب تغییرات شعاع یونی عناصر خاکی کمیاب ، تغییری یکنواخت را با عدد اتمی ، برای همه حالتهای اکسایشی نشان می دهد( شکل 1-1) . پیکر بندی الکترونی ایتریم به صورت یون سه ظرفیتی مثبت ، شبیه گاز کریپتون است و همین امر به آن پایداری ویژه ای را می دهد ، اما شعاع یونی آن نزدیک به است . همچنین شعاع هر یون ، تابعی از اندازه و بنابراین ، عدد همارایی مکانی است که یون در یک کانی پر می کند . به طور کلی هر یون ، تابعی از اندازه و بنابراین ، عدد همارایی مکانی است که یون در یک کانی پر می کند . به طور کلی هر چه عدد همارایی بزرگتر باشد ، شعاع یونی یون اشغال کنندة خاص بزگتر است . شعاع یونی برای حالتهای اکسایشی رایج همان طور که شانون (1976) گردآوری کرده ، در جدول 1-2 برا اعداد همارایی مختلف آورده شده است . همچنین شعاع یونی ، تابعی از ظرفیت یونی است (جدول ذیل ) .
شعاع برای اعداد همارایی مختلف
یون VI VII VIII IX X XII
9/0 9/6 10/19 10/75
10/32 11/0 11/60 12/16 12/7 13/6
10/1 10/7 11/43 11/96 12/5 13/4
9/9 11/26 11/79
9/83 11/09 11/63 12/7
9/58 10/2 10/79 11/32 12/4
9/38 10/0 10/53 11/07
9/23 9/8 10/40 10/95
9/12 9/7 10/27 10/83
9/01 10/15 10/72 11/2
8/90 9/45 10/04 10/62
8/80 9/94 10/52
8/68 9/25 9/85 10/24
8/61 9/77 10/32
8/7 9/7 10/7 11/4
11/7 12/0 12/5 13/0 13/5
جدول شعاع یونی عناصر خاکی کمیاب (nm) .
با ملاحظه اندازه REE سه ظرفیتی در هماوایی درجه شش ، مشخص شده است که تنها معدودی از یونهای دیگر با این همارایی ، اندازه هایی بین بزرگترین آنها یعنی (10/32nm) و کوچکترین آنها یعنی (8/6nm) را دارند. این عناصر عبارت اند از (10/2 nm) ، (10/00nm) ، و (9/0nm) . از نمونه یونهای بزرگتر از La می توان (11/8) و (5/13) و از یونهای کوچکتر از لوتسیم می توان (2/7) ، (1/7) را نام برد.
هر گونه رفتار زمین شناسی که به طور مشخص به شعاع یونی REE موثر است . شرکت پذیری معمولا تابع یکنواختی از عدد اتمی است . به این ترتیب که ضریب شرکت پذیری یک عنصر خاکی کمیاب را در صورتی که عدد اتمی عنصرهای مجاور و حالت اکسایش آنها معلوم باشد می توان تخمین زد.
اگر چه تغییرات شعاع یونی با عدد اتمی یکنواخت است، اما مقدار این تغیر ، به اندازه کافی برای استفاده غیر مستقیم در کانی شناسی و زمین شیمی بزرگ می باشد . برای مثال ، رفتار توزیع REE برای دوکانی ، با مکانهای همارایی مختلف کاتیونی متفاوت است. این مورد برای دو کانی زیر کن و فلدسپار
پلاژکلاز در شکل بالا نشان داده شده است . از چنین رفتار متفاوتی می توان در مدل زایش سنگ یا کانی استفاده کرد.
همچنین تغییرات رفتار ناشی از اختلاف در حالت اکسایش ، کاربرد مهمی دارد . شواهد مهم برای وجود حالتهای اکسایش REE ، بجز حالت +3 ، تنها در مورد ( شرایط کاهنده نسبی ) و ( شرایط اکسنده نسبی) وجود دارد. اندازه این دو یون از یونهای +3 معادل آنها ، به این ، به اندازه کافی متفاوت شکا بالا رابطه بین شعاع یونی و ضریب توزیع یونهای عناصر خاکی کمیاب بین زیر کن و پلاژیوکلاز و مذابهای همراه با آنها . زیر کن با نماد از ناگازوا (1970) و پلاژیکلاز با نماد از نش و کراکرافت(1985)
فلدسپار پلاژکلاز در شکل 1-2 نشان داده شده است . از چنین رفتار متفاوتی می توان در مدل زایش سنگ یا کانی استفاده کرد.
همچنین تغییرات رفتار ناشی از اختلاف در حالت اکسایش، کاربرد مهمی دارد . شواهد مهم برای وجود حالتهای اکسایش REE ، بجز حالت +3 ، تنها در مورد ( شرایط کاهنده نسبی) و ( شرایط اکسنده نسبی) وجود دارد . اندازه این دو یون از یونهای +3 معادل آنها، به اندازه کافی متفاوت هست که اثری مشخص بر رفتار زمین شیمیایی آنها داشته باشد. به این ترتیب از عنصرهای خاکی کمیاب می توان برای به دست آوردن شرایط نسبی اکسایش- کاهش در بعضی از سیستمهای کانی یا سنگ استفاده کرد.
از آنجا که موقعیت REE در ساختار کانیها ، به اندازه و بار یونی بستگی دارد، لذا تعیین ماهیت مواضع همارایی با روشهای طیف سنجی سودمند خواهد بود . متاسفانه خواص طیفی REE ، با محیط اطراف یون زیاد متاثر نمی شود ، زیرا الکترونهای لایه 4f تعیین کننده رفتار یونها هستند، در اوربیتالهایی قرار گرفته اند که کاملا به وسیله لایه های بیرونی
پوشیده شده اند. بنابر این استفاده از طیفهای الکترونی در تشخیص عدد همارایی خاکهای کمیاب خاص محدود است. به همین دلیل ترکیبهای REE، معمولا همرنگ یونهای آبگین آنهاست . کمپلکسهای حاوی REE خاص دارای خاصیت فسفرسانس هستند مانند فسفر قرمز و فسفر سبز بسیاری از این فسفرها برای مثال در صنایع تولید تلویزیون و صفحه دید رایانه ها کاربرد دارند.
طیف سنجی موس بوئر 1 که جزئیات حالتهای اکسایش محیط ساختاری عناصر خاص را در اختیار قرار می دهد در مورد REE ، به علت نامناسب بودن هسته آنها برای این تکنیک کاربرد ندارد. در هر حال، در مطالعات حالت اکسایش Eu به کار برده شده است ( برای مثال اصلانی ثمین و همکاران1987) . از طیف سنجی جذب پرتوایکس گسترش یافته ساختارهای ظریف
(EXAFS) ، می توان برای تعیین همارایی کاتیونی این عناصر استفاده کرد. این روش در مطالعه کانیهای مصنوعی حاوی REE، تا حدی موفق بوده است ( مانند کرسی و استیل 1988) . اما در مورد نمونه های طبیعی پوشش طیفی ناشی از حضور برخی REE ، مختلف محدودیت شدیدی را برای کاربرد این روش پدید می آورد.
روش کاتودولومینسانس( مارشال 1988) در مطالعه REE، استفاده محدودی دارد، زیرا طیف نشری REE سه ظرقیتی ، به علت اثر حفاظتی لایه الکترونی 4f ، اطلاعاتی در مورد محیطهای یونی نمی دهد. به هر حال این روش ، برای مسائل کانی شناسی که در آن REE کم مقدار است کاربرد دارد، زیرا در این موارد، عناصر نامبرده به عنوان فعال کننده کاتودولومینسانس
(CL) عمل می کنند. در این حالت چناچه تمرکز خاکهای کمیاب تغییر کند، مثلا در آپاتیت اولیه و ثانویه ، ممکن است مراحل رشد بلور قابل مشاهده باشد. در اینجا باید کاملا دقت شود ، زیرا علاوه بر REE، یونهای متعددی(مانند )می توانند فعال کننده کاتودولومینسانس باشند.
1-3 فراوانی پوسته ای
فراوانی برخی از REE، در پوسته قاره ای زمین ، بسیار پایین است اما مقدار آنها از کمیاب ترین عناصر مانند طلا، جیوه و ایندیم کمتر نیست . فراوانی هفت عنصر خاکی کمیاب قابل مقایسه با عناصری است که اهمیت اقتصادی دارند( بین یک تا 10 میکروگرم در گرم ) مانند تنگستن ، قلع ، آرسنیک و برم که اغلب در زمره عناصر خیلی کمیاب به شمار نمی آیند. چهار عنصر خاکی کمیاب، فراوانی بین 15 تا 100 میکروگرم در گرم دارند که همانند عناصری مانند مس ، کبالت ، روبیدیم و روی می باشند. در میان همه عنصرهای خاکی کمیاب، عنصر سریم (Ce) با تمرکزی در حدود 30 میکروگرم در گرم ، فراوانترین عنصر خاکی کمیاب در پوسته است.
در سالهای اخیر برای ترکیب پوسته زمین و بخشهای بالایی و پایینی آن برآوردهای متعددی صورت گرفته است ( مانند ویور و تارنی 1، 1984 : تیلور و مک لنان 2 ، 1985: شاو 3و همکاران ، 1986 ، کاندی 41993: و همچنین مراجع ذکر شده در کاندی 1993 ) . این نویسندگان روشهای گوناگونی را برای برآورد تمرکز هر عنصر به کار گرفته اند. برای مثال فراوانی REE، برای پوسته بالایی با مدل کاندی ( که در آن نسبت سنگها بر اساس نقشه های زمین شناسی در نظر گرفته شده است) اختلافی تا حدود 6 درصد را نشان می دهد . به هر حال ، ماهیت عمومی یا الگوی فراوانیها در یک مدل مشابه مدل دیگر است. فراوانیهای برآورد شده به وسیله نویسندگان مختلف در جدول صفحة قبل آورده شده است . این برآوردها نشان می دهد که چناچه مقایسه ای بین ترکیب میانگین هسته و گوشته زمین صورت گیرد ، بالاترین تمرکز عناصر ، در پوسته زمین خواهد بود.
شکل بالا ( الف) فراوانی عناصر خاکی کمیاب (ppm) در پوسته بالایی ( از تایلور و مک لنان 1985: نماد * ) و شخانه های کندریتی ( نقل شده از واکیتا ، ری و اشمیت 1971: نماد ) (ب ) فراوانی بهنجار شده کندریتی عناصر خاکی کمیاب در پوسته بالایی ( نماد ) و در کل پوسته ( نشانه *).
نموار فراوانی عناصر خاکی کمیاب در پوسته بالایی ، نوسانی همراه با تغییر عدد اتمی را به طور مشخص نشان می دهد ( اثر « اودوهارکنیز 1 » شکل
1-3 الف) . این مراحل حاصل تولید REE در فرایندهای هسته سازی و پایداری نسبی بالتر هسته های دارای عد اتمی زوج در مقابل هسته های دارای عدد اتمی فرد است . این نمودار همچنین روند کاهش فراوانی را با عدد اتمی نشان می دهد. توجه شود که عنصر پرومتیم به علت نداشتن ایزوتوپ پایدار طبیعی یا بادوام طولانی ، عملا در پوسته حضور ندارد.
برای کمک به مطالعه زمین شناسی REE ، بهنجار کردن تمرکز هر یک REE های خاص در یک سنگ ، کانی ، سیال و غیره نسبت به برخی مواد استاندارد مرجع سودمند تشخیص داده شده است . این امر به ویژه هنگامی که از نمودار ترسیمی داده های REE ، استفاده می شود ، ضروری است ، زیرا مشکلات ممکن در مقایسه عناصر ناشی از نوسان فراوانی با عدد اتمی و نظایر آن را برطرف می کند. برای این منظور منابع متعددی در نظر گرفته شدند اما یکی از بهترین آنها برای گسترده وسیعی از مواد، منبع واکیتا ، ری و اشمیت 1 1971 که مجموعه ای از 12 شاخه کندریتی را گردآوری کرده است . ( جدول ذیل) . در قسمت پایین شکل 1-3 ( الف) تغییرات فراوانی ، با عدد اتمی در این شخانه ها نشان داده شده است . در شکل 1-3 (ب) نمودار بهنجار شده فراوانی عناصر در پوسته بالایی آورده شده است . ( به این ترتیب که میانگین تمرکز هر عنصر در پوسته به تمرکز نسبی در مجموعه مرجع تقسم شده است)
شکل صفحة قبل فراوانی بهنجار شده کندریتی عناصر خاکی کمیاب در پوسته از سایر نویسندگان ، ویور و تارنی (1984) نماد ، شو و همکاران (1986) نماد * و کاندی 1993 نماد .
مجموعه های دیگر مقادیر بهنجار شده کنریتها به صورت پیشنهادی است . برای مثال ، در حالی که اونسن ، هامیلتون و اونیونز 1 ) 1987) میانگین های خوبی را برای برخی انواع کندریتها ارائه داده اند اما دارای مقادیری است که در حدود 25 درصد کمتر از مقادیر ارائه شده به وسیله واکیتا ، ری و اشمیت (1971) بود. بنابر این نمودار بهنجار شده کندریتی آنها مقدار نسبی بالاتری را نشان می داد . داده های واکیتا ، ری و اشمیت امروزه به طور وسیعی به کار می رود و از آنجا که هدف بیشتر نمودارها مقایسه آنها با نمودارهای دیگر است ، پیشنهاد می شود که استفاده از آنها همچنان ادامه پیدا کند. در مورد رسوبات و برخی اوقات کانیهای رسوبی ، تجربه ، استفاده از تمرکز REE، در یک رسوب میانگین به عنوان مقادیر بهنجار شده را نشان می دهد. نمونه معمولی که مورد استفاده قرار گرفته ترکیب شیلهای آمریکای شمالی (NASC) است که در جدول 1-4 آورده شده است . نمودارهای بهنجار شده کندریتی برای ترکیب پوسته زمین با برآوردی که به وسیله نویسندگان دیگر انجام گرفته ، در شکل 1-4 آورده شده است . مطالعه این الگوها و الگوهای مربوط به برخی رسوبالت، امکان نتیجه گیری زیرا را در مورد فراوانی REE، فراهم می کند:
فراوانی بهنجار شده کندریتی برای REE با جرم اتمی نسبتا کمتر مانند La. Sm ( که اغلب به REE سبک معروفند) بیش از آنهایی است که جرم اتمی بیشتری دارند Gd تا Lu (REE سنگین ):
شیلهای تپیک ، معروف ترکیب پوسته رخنمون شده هستند:
عنصر اروپیم در مقایسه با عناصر خاکی کمیاب مجاور رسم شده در نمودار بهنجار شده کندریتی ،در پوسته بالایی فقیر شده است:
پوسته بالایی ، عناصر خاکی کمیاب بیشتری نسبت به پوسته زیرین دارد.
عناصر خاکی کمیاب ، در بسیاری از انواع سنگهای آذرین، رسوبی و دگرگونی تنها به صورت عناصر کم مقدار وجود دارند. در این سنگها ، عناصر خاکی کمیاب بیشتر در چندین کانی سنگ ساز مانند تیتانیت، آپاتیت ، زیر کن ، اپیدوت ، گارنت و رسها متمرکز می شوند. این عناصر اغلب در بسیاری از کربناتیتها و برخی پگماتیتهای گرانیتی و سینیتی به فراوان یافت می شوند و این نوع سنگها معمولا دارای کانیهای متفاوتی از عناصر خاکی کمیاب هستند. بسیاری از کیمبرلیتها و همچنین برخی از لامپروفیرها، گرانیتها، اسکارنها، و ذخایر متاسوماتیک دیگر ، می توانند چندین هزار قسمت در میلیون عناصر خاکی کمیاب داشته باشند. کانیهای عناصر خاکی کمیاب ، گاه در سنگهای رسوبی به صورت فاز تخریبی ( مانند اکسید، برنریت یا فسفاتها ، مونازیت و رسوبی حاوی عناصر خاکی کمیاب در بایان اوبو 1، چین ، که یکی از بزرگترین ذخایر عناصر خاکی کمیاب در جهان به شمار می رود. از ذخایر دیگر می توان کربناتیت مانتین پس2 ، کالیفرنیا ایلات متحده و ذخایر پلاسر مونازیت در استرالیا را نام برد . برای اطلاع از فراوانی عناصر خاکی کمیاب در سنگهای مختلف، می توان به فصلهای کتاب هندرسن (1984 الف ) مراجعه کرد.
1-4 رفتار زمین شناسی : سیستمهای ماگمایی
در سیستمهای ماگمایی سیلیکاتی ، اندازه بزرگ یونهای عناصر خاکی کمیاب، از ورود قابل توجهی از آنها به کانیهای معمولی جلوگیری می کند. یونهای عناصر خاکی کمیاب ضرایب توزیع کانی – مذاب کوچکی ( در اینجا ضریب K غلظت عنصر در کانی ، تقسیم بر مقدار آن در مذاب همراه است ) را برای کانیهایی مانند الیوین ، پیروکسن ، مگنتیت و فلدسپار که مکانهای همارایی کاتیون کوچکی دارندد نشان می دهد . بنابر این در یک سیستم ماگمایی بازیک سرد شونده که وجود این کانیها عادی است ، عناصر خاکی کمیاب در مذاب باقی می مانند و همچنان که تفکیک بلوری ادامه می یابد غلظت آنها به طور مستمر در مذاب باقیمانده افزایش می یابد . به علت این رفتار ، عناصر خاکی کمیاب در این سیستمها را عناصر ناسازگار می گویند.
کانیهایی که مکان یونی بزرگتری دارند، مانند زیر کن ، گارنت ، و آپاتیت ، به آسانی بسیاری یونهای عناصر خاکی کمیاب را می پذیرند که ممکن است به صورت جزء کوچکی از ترکیب آنها درآید. مثلا در پگماتیتهای گرانیتی ، کانیهای فلوریت و تیتانیت می توانند دارای مقادیر قابل توجهی از عناصر خاکی کمیاب که گاهی مقدار آنها به چند درصد هم می رسد ، باشند . کانیهای عناصر خاکی کمیاب ، خود معمولترین کانیهای موجود در پگماتیتها ، کربانتیتها و برخی از سینیتها هستند. کلارک 1(1984) مروری سیستماتیکی بر کانی شناسی عناصر خاکی کمیاب انجام داده است.
توزیع عناصر خاکی کمیاب بین یک کانی و یک سیال همراه ، نه تنها به شعاع یونی ، بلکه به بار یونی ، دما ، فشار و ترمیب سیستم هم بستگی دارد ( برای مرور به هندرسن 1984 ب مراجعه شود.)
اروپیم بسته به پتانسیل اکسایش – کاهش موجود در سیستمهای ماگمایی ، می تواند به دو حالت اکسایشی +2 و +3 وجود داشته باشد. اگر چه شعاع یونی بزرگتر از در هر نوع همارایی است ، ضریب توزیع آن در برخی از کانیها برای به مراتب بیشتر است . به ویژه در مواردی که تبادل یونی شامل کاتیون دوظرفیتی دیگری ( مانند )
باشد که در این صورت از تبادلهای موازنه کننده بار، پرهیز می شود . رفتار توزیع اروپیم بین یک ماگمای بازی و فلدسپارپلاژیوکلاز مثال خوبی از این پدیده است . این اختلاف بین توزیع اروپیم دوظرفیتی نسبت به عناصر خاکی کمیاب سه ظرفیتی ، می تواند به یک رخداد نابهنجاری اروپیم منجر شود که باعث انحراف از روند قرار گرفتن این عنصر با سایر عناصر خاکی کمیاب در نمودار فراوانی بهنجار شده کندریتی بر حسب عدد اتمی آنهاست چنین نابهنجاری در صورتی که نقطه قرارگیری اروپیم بالای خط باشد ، مثبت و در صورتی که در پایین خط قرار گیرد منفی گفته می شود. هنگامی که حضور در سیستم بسته در حال تبلور باعث نابهنجاری اروپیم در یک کانی شود، یک نابهنجاری موازنه کننده با علامت مخالف ، در مذاب همراه کانی ، به وجود می آید که اندازه آن ، به نسبت جرم جامد به مایع بستگی دارد.
حالتهای اکسایش غیر از +3 برای عناصر خاکی کمیاب دیگر ، در سیتمهای ماگمایی وجود ندارد . در بسیاری از سیستمهای آبگین وجود دارد و منجر به رفتار زمین شیمیایی متفاوتی با سایر عناصر خاکی کمیاب می شود . در سنگهای آذرینی که با چنین سیستمهای آبگینی بر هم کنش دارند، ممکن استنابهنجاری Ce ثانوی پدید آید. وجود نابهنجاری های Ce ثانویه پدید آید،
ضرایب توزیع کانی به مذاب برای عناصر خاکی کمیاب مختلف منبع : جدول بالا
Ce در سنگهای آذرین یا دگرگونی دگرسان نشده ممکن است نشانگر موادی با منبع فوق پوسته ای باشد. همچنین می تواند در سیالهای طبیعی آبگین نیز وجود داشته باشد.
میاواکی 1 انواع واکنشهای جانشینی یونهای عناصر خاکی کمیاب به جای یونهای دیگر را مورد بحث قرار داده است . بسیاری از نویسندگان، داده های توزیع عناصر خاکی کمیاب در سیستمهای طبیعی و مصنوعی را برسی کرده اند. هندرسن (1984 ب) ضریبهای میانگین
کانی / مذاب را برای سنگهای آذرین مختلف محاسبه کرده است و جونز 1
(1994)داده های تجربی عناصر خاکی کمیاب و سایر عناصر از جمله سیستمهای حاوی مایعات کربناتی را مرور کرده است . برخی مثالها در جدول صفحة و شکل صفحة قبل آورده شده است.
1-5 رفتار زمین شناسی : سیستم آبگین
عناصر خاکی کمیاب در برخی سیستمهای زمین شیمیایی محیطهای آبگین علیرغم انحلالپذیری کم ترکیبشان متحرک هستند. شواهد مستقیم برای این منظور ، داده های تجزیه ای بسیاری از آبهای طبیعی، از جمله آب دریا ، سیالهای گرمابی، میانبارهای سیال و برخی آبهای زیر زمینی است . برخی شواهد غیر مستقیم نیز از غلظت تشدید یافته عناصر خاکی کمیاب در سنگهای متاسوماتیزه ، تغییرات توزیع عناصر خاکی کمیاب در اثر هوازدگی ، به ویژه در تشکیل لاترتیها، و تشکیل کانیهای ثانوی به دست می آید.
در هر صورت تحرک این عناصر محدود است ، به گونه ای که برخی از نویسندگان در عمل ، به منظور مدلسازی فرایندهای ویژه ، مانند دگرسانی سنگها یا مخلوط شدن اجزای اصلی سازنده در پوسته زمین ، عناصر خاکی کمیاب را عناصر نامتحرک می شناسند. به نظر می رسد که نامتحرک بودن مطلق ، حتی برای فاصله کوتاه ، محدود به سیستمهای دگرگونی خشک باشد( برای مثال موکه ، پراید و سرکار 11979: مریمان ، بونیز و بال 2 1986).
درجه تحرک عناصر خاکی کمیاب در هر محیط آبگین ، به عوامل مختلفی مانند PH. Eh لیگاندهای ممکن قابل دسترس و دما بستگی دارد . در عوض اثر سیالهای دارای عناصر خاکی کمیاب بر سنگهایی که از پیش وجود داشته اند، به نسبت سنگ – سیال کانیهای تشکیل دهنده سینتیک و واکنشها بستگی دارد . متاسفانه هنوز روابط سیستماتیک بین بسیاری از این عوامل شناخته نشده است ، اگر چه در سالهای اخیر برخی پیشرفتهای مهم به ویژه در مورد کمپلکس سازی عناصر خاکی کمیاب محیطهای آبگین به دست آمده است.
کمپلکس سازی و آبکافت این عناصر در محلولهای آبگبن به وسیله ترکیب محلول ، PH و نوع عنصر خاکی کمیاب کنترل می شود . اصولا پیوند عناصر خاکی کمیاب به هر لیگاندی ، به صورت الکترواستاتیک بوده و خصلت کووالانسی ندارد.
کمپلکس سازی خاکهای کمیاب در بسیاری از سیستمهای آبگین طبیعی در شرایط PH خنثی و قلیایی با اهمیت تر از شرایط PH پایین ، یونهای آزاد خاکهای کمیاب متمایل به تشکیل گونه های پایدارتری هستند. انواع گسترده کمپلکسها نیز به PH وابسته است. به عنوان مثال اصلی ترین کمپلکسهای کربناتی در PH 6 تا 9 بصورت است در صورتی که شکل اصلی در PH بیش از 9 می باشد . پایداری نیز برای بسیاری از کمپلکسهای زمین شیمیایی مربوطه ، تابعی از دماست . برای بیشتر عناصر خاکی کمیاب ( به استثنای ) پایداری با دمای بیش از چند صد درجه سانتیگراد افزایش می یابد. برای مثال ، راگنارسدوتیز 1 ( مذاکره شفاهی ) معتقد است که پایداری از دمای 50 به 350 درجه سانتیگراد در حدود دو برابر افزایش می یابد. پایداری بسیاری از کمپلکسها نیز با افزایش عدد اتمی زیاد می شود .
نویسندگان متعددی ( مانند بروکینز 2 1983و 1989 : وود 3 1990 الف . کانترال و بایرن 4 1987 الف و 1987 ب ، ترنر ، ویتفیلد و دیکسون 5 1981 : بایرن ، لی و بینگلر 1 1991:میلرو2 1992 انحلال پذیری و رفتار کمپلکس سازی عناصر خاکی کمیاب را از دیدگاه زمین شیمیایی بررسی و مرور کرده اند. این افراد نشان داده اند که در آبهای کربناته شور، کمپلکسهایی به صورت
و به این ترتیب اهمیت ارند که هنگامی که =ln عناصر خاکی کمیاب سبک باشد حالت اول ، و هنگامی که =ln عناصر خاکی کمیاب سنگین باشد ،حالت دوم، حالتی غالب است . در آب دریا کمپلکسهای هیدروکسیدی ، سولفاتی ، هالیدی و نیز یونهای +3 وجود دارند ، اما این کمپلکسها نسبت به کمپلکسهای کربناتی ، فرعی محسوب می شوند.
کمپلکسهای هیدروکسی مانند ظاهرا در PH بالا اهمیت پیدا می کنند ، اگر چه واکنشهای آبکافتی به صورت زیر :
برای یونهای سه ظرفیتی اهمیت نداشته ، ولی برای حالت اهمیت پیدا میکند.
هالیدها برخی از گروههای کمپلکس ساز مهمتر را در سیستمهای آبگین طبیعی تشکیل می دهند . شواهد برای این موارد تنها به صورت مستقیم نیست ( بروکینز، 1989) بلکه به صورت غیر مستقیم ، در همراهی کانیهای فلوئوردار همراه با غنی شدگی از عناصر خاکی کمیاب ، مانند برخی ذخایر متاسوماتیک ، کاملا عادی است . عناصر خاکی کمیاب سه ظرفیتی با یون فلوئورید ، کمپلکسهای قوی تولید می کنند و قدرت آنها از La به Lu افزایش می یابد ، اما کمپلکسهای نسبتا ضعیفی با یونهای کلریدی می دهند. این کمپلکسها در 25 درجه سانتیگراد ، تغییرات اندکی با عدد اتمی نشان می دهند. در هر حال ، راگناسدوتیر ( مذاکره شفاهی ) نشان داده است که برای سیالهای گرانیتی شور در دمای 500 درجه سانتیگراد و فشار 2 کیلوبار، مهمترین گونه ها ، برای عناصر خاکی کمیاب سبک .برای عناصر خاکی کمیاب سنگین تنها می باشد.
تعادل اکسایش – کاهش یونهای Eu و Ce در محلولهای آبگین به وسیله راهکارهای نظری و تجربی ، مطالعه شده است . سورژنسکی 1( 1984) نشان داد که از نظر تئوری نسبت وابستگی شدیدی به دما دارد ، حال آنکه وابستگی آنها به فشار ، ضعیف است . در دمای بیش از 250 سانتیگراد شکل غالب است ( چه به صورت یون ساده و چه به صورت کمپلکس) در حالی که در دمای 25 درجه سانتیگراد ، حالت یون سه ظرفیتی تقریبا به طور انحصاری وجود خواهد داشت . در دمای حد واسط ، هر دو نوع حالت ظرفیتی وجود دارد . این یک نتیجه گیری عمومی برای دامنه عادی فوگاسیته اکسیژن و PH در بسیاری از سیستمهای آبگین ( مایع) در سطح زمین است. آشکارا ، چنین یافته هایی ، کاربردهای پر اهمیتی برای تفسیر نابهنجاریهای اروپیم در سیستم گرمابی دارد ، زیرا توزیع اروپیم بین سیال و جامد ، به حالت ظرفیتی آن بستگی دارد و ظرفیت نیز خود به شدت به دما در هر فوگاسیته خاص اکسیژن و PH وابسته است .
بروکینز (1983) با به کار گرفتن راهکارهای تجربی ، نمودارهای Eh-PH انواع عناصر خاکی کمیاب را در سیستمهای آبگین ساده رسم کرد. رفتار Ce متضاد با سایر عناصر خاکی کمیاب است ، با میدان پایداری بسیار کاهیده ( در PH پایین ) و با حضور میدان پایداری قابل توجه CeO2 (در شرایط خنثی و PH بالا ) . نتایج حاصل از این دو راهکار ، به درک برهم کنش کمپلکسهای متغیرهای اولیه در هر محلول آبگین طبیعی کمک می کندو همچنین به این نتیجه می رسیم که تفاوت کمی رفتار Ce و Eu ، به سادگی و تنها با پتانسیل اکسایش – کاهش قابل توجیه نیست.
در بسیاری از سیستمهای طبیعی ، شیمی حالت جامد عناصر خاکی کمیاب ، ممکن است عامل تعیین کننده تمرکز این عناصر ، در محیطهای آبگین، بدون نیاز به رسیدن به تعادل باشد. عناصر خاکی کمیاب می توانند به شدت جذب کانیهای رسی و یا کلوییدهای آهن دار شوند. در سیستمهای اقیانوسی ، باریت ، فسفریت و پوسته های غنی از منگنز ، می توانند عناصر خاکی کمیاب را جذب کنند، اما تمرکز و الگوهای فازهای جامد این عناصر بسیار متنوع است. در شرایط PH اسیدی ، مثلا در شرایط هوازدگی سطحی ، عناصر خاکی کمیاب ممکن است از کانیهای رسی یا کانیهای دیگر نشت کرده و مجددا به وسیله عاملی دیگر جذب و یا درجای دیگری نهشته شوند. و گاهی نیز کانیهای عناصر خاکی کمیاب را به وجود آورند.
مثال خوب برای پدیده اخیر ، در تشکیلات لاتریتی یافت می شود . در اینجا عناصر خاکی کمیابب از افقهای بالایی سنگهای دگرسان شده شسته شده و با جدا شدن ، در بخشهای زیرین مجددا نهشته می شوند . سریم در شرایط اکسنده ، اغلب رفتاری متفاوت از عناصر خاکی کمیاب دیگر نشان می دهد و ممکن است در افق بازمانده باقی بماند . در این شرایط به ویژه هنگامی که تمرکز عناصر خاکی کمیاب به قدر کافی بالا باشد ، کانیهای خاکهای کمیاب مانند لانتانیت یا فلورنسیت ممکن است تشکیل شود. مطالعاتی به وسیله بران 1 و همکاران (1993) روی تشکیل لاتریتها از سینیت ، انجام شده و همچنین میزبان کانیایی عناصر خاکی کمیاب در لاترتیهای برزیل که از سنگهای قلیایی به وجود آمده اند به وسیله موریتانی و پرینفالک 1 معرفی شده است.
کانی های عناصر خاکی کمیاب:
بیش از 2000 گونه کانی عناصر خاکی کمیاب توصیف شده است بر حسب تعریف لوینسون (1996) کانی ها ی عناصر خاکی کمیاب به کانیهایی گفته می شود که تشکیل دهنده اصلی آنها عناصر خاکی کمیاب (REE) باشد.
بررسی منازیت – باستناسیت – زینوتایم و برخی کانیهای دیگر:
منازیت (Monazite) ، باستانیت (Bastnaesite) و زینوتایم (xeno time) سه کانی مهم اقتصادی از بین بیش از 200 کانی مهم شناخته شده ای هستند که در بردارنده عناصر خاکی کمیاب مهم و اصلی می باشند.
باستانیت و منازیت منبع عناصر کمیاب هستند و منازیت کاسنگ اصلی توریم می باشد . زینوتایم و کانیهایی چون آلانیت (Allanite) منبع عناصر کمیاب سنگین و ایریتیم می باشد.
باستناسیت ها به طور عمده در سنگهای غنی از Calc- Silicate وابسته به کمپلکسهای سنگهای آذرین درونی آلکانی و به مقدار کمتر در رگه های کوارتز رگه های اپی ترمال فلوریت و پر کننده های برشی یافت می شود (Giere 1996) مونازیت و زینوتایم به صورت کانی های فرعی در سنگهای گرانیتوئید و پکماتیت های کم کلسیم یافت می گردد ادامه هوازدگی در این نوع سنگها باعث تغلیظ آنها در کانیهای سنگین نهشته های پلاسری می شود. به خاطر مقاومت آنها در برابر تغییرات شیمیایی و وزن مخصوص بالای آنها زینوتایم معمولا با زیرکن می باشد.
دیگر منابع شیمیایی عناصر کمیاب اپکتیت ، رس های در بردارنتده عناصر کمیاب و کانی های گوناگون چون Allanite که به عنوان محصول جانبی از استخراج اورانیوم تولید می شود. منابعی که دارای اهمیت کمتری می باشند شامل آلانیت ( دربردارنده Y . Ce) زیر کن (Euxenite) و سوپاریت می باشد و اسکانیم به صورت محصول جانبی از پروسه تولید اورانیوم و تنگستن بدست می آید.
باستناسیت (Bastnuesite) :
کانی باستناسیت در سال 1838 توسط Hisinger از معدن Bastnas در سوئد کشف شد.
این کانی با فرمول شیمیایی به رنگ زرد تا قهوه ای مایل به قرمز می باشد که دارای وزن مخصوص 4/9-5/2 گرم بر سانتیمتر مکعب و سختی 4-4/5 و چگالی حداقل 5 می باشد و رنگ اثر خط سفید می باشد این کانی در رده بندی کربناتها می باشد که دارای سیستم تبلور هگزا گونال و شکستگی نامنظم و جلاتی شیشه ای – چوب و شفاف تا نیمه شفاف می باشد این کانی فاقد خاصیت مغناطیسی و رخ ناقص دارد .
سایر مشخصات:
اشکال ظاهری : بلوری – نقره ای – توده های مجتمع یا دانه ای
ژیرمان : کمیاب – آلمان غربی – سوئد – آمریکا – ماداگاسکار- برونوی – آفریقای جنوبی – زئیر
خواص شیمیایی:
محلول در اسیدها که در زیر شعله واکنش ها سریعتر انجام می گیرد.
ترکیب شیمیایی : متغیر
پاراژنز: فلورین – آلانیت – غیره
منشا تشکیل : پگماتیتی – کربناته- متاسوماتیک – مجاورتی
شکل بلورها: شکل
محل پیدایش: آمریکا( کلورادو)
زینوتایم(xenotime)
کانی زینوتایم که به گزنوتیم هم نامیده می شود ( در سال 1824 توسط Berzeliusl d.d کشف شد این کانی با فرمول شیمیایی Ypo4 به رنگ زرد – قهوای – متمایل به سبز – خاکستری با وزن مخصوص 4/4 –1/5 گرم بر سانتی متر مکعب سختی 5-4 در مقیاس موس جلای شیشه ای تا چوب سیستم تبلور تتراگونال ونیمه شفاف تا کدر و رادیو اکتیویته قوی دارد.
سایر مشخصات:
رده بندی : فسفات
رخ : کامل
شکستگی: نامنظم
نوع سختی : ترد
خاصیت مغناطیسی: پارامغناطیس متوسط
اشکال ظاهری : بلوری – آگرگات دانه ای – شعاعی
ژیرمان : کمیاب - آلمان شرقی-سوئیس-نروژ- سوئد- آبرفتهای برزیل – آمریکا – استرالیا- ماداگاسکار-
خواص شیمیایی : در حرارت شعله نیز به صورت جزیی در اسید حل میشود در حالت محلول در H2SO4 به رنگ آبی در می آید.
ترکیب شیمیایی : و و اتخالهای نادر در می آید
رنگ اثر خط: سفید – قهوه ای – زرد
تفاوت با کانیهای مشابه : سختی – چگالی – واکنش های شیمیایی – اشعه X
تشابه کانی شناسی: کاستریت – زیر کن
پاراژنز: آپاتیت – مونازیت – زیر کن – غیره
منشاء تشکیل: ماگمایی- پگماتیتی
شکل بلورها : منشوری – بی پیرامیدال – قومی
محل پیدایش : سوئد
وجه تسمیه: از واژه یونانی xenos یعنی خارجی و time یعنی ستایش – سپاس گرفته شده است .
مونازیت Monazite
نام آن کلمه یونانی مونازین Monazein به معنی تنهایی ، به خاطر مجزا و کمیاب بودن بلورهای آن ، گرفته شده است.
فرمول شیمیایی:
سیستم بلور : مونازیت در سیستم مونوکلینیک پرسماتیک متبلور می شود . بلورهای آن غالبا صفحه ای به موازات سطح {100} است . گاهی نیز بصورت منشورهای باریک در جهت محور b دیده می شود.
ترکیب شیمیایی: مونازیت از کانیهای رادیواکتیو است که عناصر نادر خاکی به مانند سریم ، لانتانیوم ، ایتریوم، و توریم ، در آن وجود دارد . مقدار اکسید سریم تا 70 درصد ، اکسید فسفر20 تا 30 درصد ، اکسید توریم 1 تا 20 درصد و اکسید ایترتیم تا 5 درصد می رسد. ممکن است مقداری اورانیوم نیزدر تریکب آن وارد شود.
همچنین ممکن است مقداری سیلسیم بصورت توریست به فرمول شیمیایی Thsio4 در مونازیت وجود داشته باشد. همچنین ممکن است sio4 جایگزین po4 شود.
ساختار: در ساختار آن عناصر خاکی نادر در مرکز به چند وجهی هایی که بوسیله 19 اکسیژن احاطه شده اند . هر یک از این چند وجهی ها با 6 هاروجهی po4 اتصال دارند.
مشخصات ماکروسکوپی: سختی 5 تا 5/5 و چگالی 6/4-4/5 دارد. دارای کلیواژ ضعیف به موازات {100} و سطح جدایش به موازات {001} می باشد . شکننده است و سطح شکست صدفی تا ناصاف دارد . بلورهای آن شفاف تا نیمه شفاف است . بطور معمول به صورت توده ای و یا دانه ای ماسه مانند دیده می شود جلای آن صمفی تا الماسی است . رنگ آن قهوه ای یا قرمز است . رنگ خاکه آن سفید می باشد . در اثر حرارت به سختی ذوب می شود در اسید کلریدریک به سختی حل می شود . با اسید سولفوریک غلیظ در اثر حرارت حل می شود. محلول بدست آمده را پس از رقیق کردن با آب و افزودن اکسالات آلومینیم ، رسوب اکسالات فلزات خاکی بدست می آید. خاصیت رادیو اکتیو دارد ، لذا با استفاده از دستگاه شمارنده گاگیر حاصل می توان آن را تشخیص داد. در پرتو ماورابنفش به رنگ سبز می درخشد . پودر آن در اسید سولفوریک در مقابل شعله رنگ سبز دارد . مروارید براکس آن در گرما رنگ زرد مایل به قرمز دارد ، که پس از سرد کردن بیرنگ می شود .
مشخصات میکروسکوپی:
نور طبیعی – در مقطع نازک بی رنگ است . اما گاهی چند رنگی ضعیف زرد رنگ نشان می دهد .
بلورهای آن را اتورف و ریز و کلیواژ آن به نسبت مشخصاست برجستگی خوبی دارد.
نور پلایزه :
بیرفر نژانس آن خیلی قوی است (Bi=0/048-0/075) و رنگهای تداخلی اواخر سوم تا اوایل چهارم را نشان می دهد. مقطع عرضی آن بیرفرنژانس ضعیف دارد (Bi=0/001-0/002) مونازیت در این نور تقریبا شبیه اسفن است . اما
بی رفرنژانس آن کمتر از اسفن می باشد . خاموشی در مقاطع طولی مایل است و زوایه خاموشی در آن 2 تا 6 درجه می باشد
علامت طویل شدگی آن مثبت است.
نورمتقارب: دو محوری مثبت است دارای دیپرسیون شدید می باشد. و در آن r<v است.
نحوه و محل پیدایش: مونازیت بصورت کافی فرعی و به مقدار کم در گرانیتها ، پگماتیتها، آپلیتها یافت می شود . در سنگهای دگرگونی مانند گنیسها نیز تشکیل می شود . این کافی در مقابل هوازدگی مقاوم است و چگالی به نسبت زیاد دارد. لذا بصورت ذرات ماسه ای در آبرفتهای حاصل از تجزیه سنگهای آذرین حاوی آن دیده می شود و همراه با سایر کانیهای سنگین مانند ایلمنیت ، مگنتیت ، زیر کن و روتیل می باشد.
کاربرد: مونازیت کانی اصلی تولید اکسید سریم و توریم می باشد . مونازیت اگر حاوی 3 تا 9 درصد اکسید توریم باشد ، از نظر اقتصادی قابل بهره برداری می باشد . اکسیدذ توریم در حرارت کم به شدت نورانی می شود و نقطه ذوب بالا دارد . از اینرو این اکسید در ساخت و پوشش لامپهای گازی نور سفید مصرف می شود . همچنین توریم یک عنصر رادیو اکتیو است و در تهیه و تامین انرژی اتمی مصرف دارد. فلز سریم در ساخت الکترودهای نورانی در صنعت سینما مصرف می شود . در صنایع شیشه نیز به دلیل آنکه نور ماورابنفش را منعکس می کند و بقیه نورها را عبور می دهد ، مصرف دارد. در رنگ سازی و نیز در آلیاژهای فلزات نیز به کار می رود.
کانی مشابه: تورنریت (Tuenerite) یک نوع مونازیت است که به مقدار کم در شکستگیهای سنگهای آذرین بیرونی در سوییس و اتریش دیده شده است.
ژیزمان: کمیاب – سوئیس – نروژ – URSS – ماداگاسکار- استرالیا- آمریکا – برزیل – هند
زیر کن (Zircon)
زیر کن سیلیکات زیر کونیم در سال 1783 توسط Werner کشف شد این کانی با فرمول شیمیایی ZrSio4 به رنگ سفید متمایل به خاکستری – بی رنگ قوه ایمایل به قرمز و مایل به سبز یا زرد وزن مخصوص 7/4-6/4 گرم بر سانتیمتر مربع سختی 5/7 در مقیاس موس دارای جلای شیشه ای شفاف تا اپک و سیستم تبلور تترا گونال دیده می شود.
آلانیتAllanite
کانی آلانیتAllanite از گروه اپیدوت ها در سال 1808-1810 توسط T.Allanو Thomason در گرینلند کشف شد . کانی آلانیت با فرمول شیمیایی
به رنگ سیاه تا تیره و یا قهوه ایبا وزن مخصوص 3-4 گرم بر سانتیمتر مکعب سختی 5 تا 6 در مقیاس موس جلای زرینی تا نیمه فلزی سیستم تبلور منوکلینیک نیمه شفاف تا کدر می باشد.
آپاتیت :
در لغت یونان Apatien به معنی گول خوردن یا فریفته شدن است و علامت انتخاب این نام برای کانی شباهت آن با بویل و تورمالین است که از منشور شش ضلعی و سختی کمتر با این دو کانی تمیز داده می شود.
آپاتیت با فرمول
فسفات آهکی موجود در سنگهای آذرین است که به رنگ سفید مایل به زرد –قهوه ای – سبز – و گاهی سیاه دیده می شود این کانی با ناخالصیهای اکسید آهن- سیلیس – کلسیم – رس همراه است سیستم تبلور آن هگزاگونال و بی پیرامیدال می باشد فرم کریستالی به صورت شش ضلعی منشوری یا سوزنی و گاهی هم منشوری کوتاه دیده می شود. این کانی دارای سختی 5 با چاقو خط می اندازد و وزن مخصوص 15/3 تا 20/3 دارای جلای شیشه ای و نیمه صنعتی و شفاف تا اپک است.
و کانی های دیگری شامل بایولیت – توریالیت – توریت – آلانیت – لوپازیت – سریت – اکسینت- فرگوسونیت – فلورنسیت – Huttonite- Gadolinite و ........ وجود دارد و چون کانی مورد ب
دانلود با لینک مستقیم
دانلود مقاله بررسی کانیهای در بردارندة عناصر نادر خاکی شامل مونازیت 
